吉林中部地区土壤水分遥感反演与应用

式（ 2） 中，S 为太阳常数（ 1. 371 03 m － 2 ） ，τ 为大气
透过率，C1 为太阳赤纬（ δ） 和地理纬度（ φ） 的函数， ω 为地球自转的角频率，B 为表征土壤发射率、空气
比湿、土壤 比 湿 等 天 气 和 地 面 状 况 的 地 表 综 合 参
数，Td、Tn 为昼夜地表最高、最低温度（ K） ，二者只 差用 ΔT 表示。由于地表参量 B 需要气象地面资
第 13 卷 第 3 期 2013 年 1 月 1671—1815（ 2013） 03-0564-05
农业科学
科学技术与工程
Science Technology and Engineering
Vol. 13 No. 3 Jan． 2013 2013 Sci. Tech. Engrg.
吉林中部地区土壤水分遥感反演与应用
杨东旭 邢立新 潘 军 王 静 曹 会 王 莹
（ 吉林大学 地球探测科学与技术学院，ห้องสมุดไป่ตู้春 130026）
摘 要 表观热惯量法是热红外遥感监测土壤水分的重要方法之一． 土壤的表观热惯量可以通过对土壤反照率和地表温度
日较差的测量而获得。以吉林中部地区为研究区，根据表观热惯量反演土壤水分含量的原理，选取春播时期的四月份时相，
利用 MODIS_L1B 数据计算模型中的相关参量，进而计算表观热惯量值。将计算结果与土壤水分含量实测值进行线性回归分
析，结果通过了置信度 0. 01 的显著水平 t 检验，相关系数 R = 0. 831，并分析土壤类型对土壤水分含量差异的影响，结果与表观
热惯量反演土壤水分的计算结果一致。
关键词 MODIS 数据 表观热惯量 土壤水分 土壤类型 吉林中部
分布着棕色森林土和沼泽土。在春季，该地区处在 枯水期，土壤类型是该季节制约土壤水分含量的主 要影响因素。
采用 MODIS 数据计算亮温值求解日温差，得出 表观热惯量，建立吉林中部地区土壤表层水分与表 观热惯量的一元线性回归方程，从而利用热惯量法 反演吉林 中 部 地 区 土 壤 表 层 水 分，根 据 计 算 结 果， 结合该地区不同类型土壤的分布，分析土壤类型对 土壤水分含量差异的影响。
料，不方便 卫 星 的 实 时 监 测，如 果 假 设 研 究 范 围 内
气象条件一致，表观热惯量（ ATI） 与真实热惯量 P 呈线性关系［9］，所以通常使用表观热惯量 PATI 来代 替真实热惯量 P 进行土壤水分反演，即不考虑当地
纬度、太阳高度角、日地距离等因素，只考虑反照率
和温差，对热惯量方程进一步简化：
土壤墒情数据是从 2005 年 4 月中旬各墒情站 点逢 8 的实测数据中选取的 10 个有效数据，因为该 区域作为吉林省的主要农产区，土地利用类型主要 是耕地，在 四 月 份 该 地 区 近 于 裸 地，并 处 在 非 灌 溉 期，旱田和 水 田 的 土 壤 水 分 含 量 差 异 非 常 小，因 此 在该季节土地利用类型对不同地区土壤水分含量 差异无影响； 四月份是该地区的枯水期，因此大气 降水对土壤水分含量的影响也较小。因此，选择四 月份为研究时相，有利于反映土壤自身的保水能力 是土壤水分含量的影响。
中图法分类号 S152. 8： 34；
文献标志码 A
热惯量法是热红外遥感方法大面积监测土壤 水分的主要研究手段之一。Waston 等［1］在 20 世纪 70 年 代 初 对 热 惯 量 法 做 出 开 创 性 工 作，80 年 代 Price 等［2］系统地总结了热惯量法的遥感成像机理。 在我国，张仁华［3］提出了表观热惯量模式； 隋洪智 等［4］通过简化能量平衡方法直接推算表观热惯量， 建立表 观 热 惯 量 与 土 壤 水 分 关 系 式； 余 涛、田 国 良［5］发展了 地 表 能 量 平 衡 方 程 的 一 种 新 的 化 简 方 法，可从遥 感 图 像 数 据 直 接 得 到 真 实 热 惯 量 值，进 而得到土壤水分空间分布特征。土壤水分含量的 影响因素 有 大 气 降 水 和 灌 溉 水、近 地 面 水 气 的 凝 结、地下水位上升及土壤矿物质中的水分，此外，由 于不同类型的土壤保水能力不同，土壤类型也是造 成土壤水分含量差异的因素之一。
现选取研究区为吉林中部平原区，该地区东部 分布有少量丘陵。区内分布的土壤类型主要有淋 溶黑土、典 型 黑 土 和 草 甸 黑 钙 土，典 型 黑 土 分 布 在 山前洪积台地与松花江、辽河分水岭一代； 草甸黑 钙土分布在第二松花江校友和嫩江下游。丘陵地
2012 年 9 月 11 日收到 吉林省科技发展基金项目（ 20094078） 资助 第一作者简介： 杨东旭（ 1986— ） ，男，吉林长春人，地图学与地理信 息系统专业硕士研究生。E-mail： rock56ydx@ 163. com。
P ATI
=
1 －A ΔT
（ 3）
2 数据处理
2. 1 数据来源 现所使用的 2005 年 4 月 14 日白天及夜晚 MO-
DIS—L1B 数 据 来 源 于 美 国 国 家 航 空 航 天 局 （ NASA） 网站。中分辨率成像光谱仪（ MODIS） 是新 一代对地观测仪器，具有 36 个波段，覆盖从可见光 到远红外比较宽的光谱范围，每天同一区域至少可 获得昼夜两幅影像。
2 热惯量模型
土壤热惯量是阻碍土壤表面温度昼夜变化的 惯性（ 物理量） ，其表达式为：
P = 槡kρC
（ 1）
式（ 1） 中，P 为热惯量（ J·m － 2 · K － 1 · s － 1 /2 ） ，k 为
土壤热导率，ρ 为土壤密度，C 为土壤比热容。由于
土壤热导率和比热容都随土壤水分的增加而增加，
所以土壤 水 分 大 其 热 惯 量 也 大，昼 夜 温 度 变 化 小， 反之亦然［6］，由于土壤热惯量与土壤水分间存在这
种相关关系，因此可以通过遥感技术获取土壤热惯
量，通过建立热惯量与土壤水分间的关系模型来估 算土壤含水量［7］。Price 在地表能量平衡方程的基
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杨东旭，等： 吉林中部地区土壤水分遥感反演与应用
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础上，简化了潜热蒸散模式，引入地表综合参数 B 的概念［8］，提出式（ 2） 模式。
Td
－ Tn
=
2SτC1（ 1 － A） ωP2 + β2 + 槡ωPB
（ 2）
C1 = 1 /［sinδcosφ（ 1 － tan2 δtan2φ） 1/2 +
acrcos（ － tanδtanφ） cosδcosφ］。